Петрохимическая характеристика магматических пород Араратского массива

Петрохимическая характеристика магматических пород

Араратского массива

Исследование Араратского  массива, представляет большое значение, так как к юго-востоку от его  южного контакта с терригенными породами светловоднинской и усть-колумбинской свит располагается крупное оловорудное месторождение Искра, открытое в 1989г. и эксплуатировавшееся до последнего времени. Целью данной работы является исследование петрохимических характеристик пород, слагающих Араратский массив, для сравнения главных особенностей их химизма, а также для выявления металлогенической специализации по петрохимическим трендам. Для этого используется метод одновременного сопоставления главных петрохимических характеристик Л.С.Бородина. Данные химических анализов (см.табл.1) послужившие исходными материалами для необходимых расчетов были любезно предоставлены заведующим лабораторией металлогении рудных районов  ДВГИ ДВО РАН, д.г.-м.н. В.Г.Гоневчуком.

Араратский массив (рис. 1), расположенный  в южной части зоны Центрального структурного шва хребта Сихотэ-Алинь, представляет собой интрузивное тело овалообразной формы, площадью около 100 км². Является одним из основных элементов магматизма Широкопадинской рудно-магматической системы (Сахно, Матюнин, Чащин, 1994), которая включает в себя рудное поле оловорудного месторождения Искра. По геолого-структурному положению и вещественному составу это месторождение относится к хлоритовому типу касситерит-силикатной формации (Е.А.Радкевич, 1947) с минерализованными линейными зонами в терригенных породах. В структурном плане оно входит в состав Журавлевского террейна (Ханчук и др.,1995) сложенного песчано-алевролитовыми отложениями раннемелового возраста, которые деформированы в линейные складки северо-восточного простирания. Стратифицированные отложения рассматриваемого района представлены терригенными отложениями нижнего мела и полого залегающими, перекрывающими их на юге вулканитами позднего мела. Терригенные отложения светловоднинской свиты разделяются на три пачки: верхнюю (K₁sv₃), сложенную горизонтами алевролитов, песчаников; среднюю (K₁sv₂) - преимущественно алевролитовую и нижнюю (K₁sv₁) - переслаивающиеся разнозернистые полимиктовые песчаники и алевролиты. Отложения верхней пачки в виде полосы шириной от 200 до 500м, прослеживающейся в центральной части площади месторождения, вмещают его рудоносную структуру.

Интрузивные породы рудного поля относятся к пяти магматическим комплексам: синанчинскому, араратскому, новогорскому, богопольскому  и суворовскому (Матюнин,1989; Сахно  и др., 1994). Синанчинскому комплексу принадлежат дайки андезитов и дациандезитов. Простирание даек северо-восточное, падение крутое северо-западное, согласное с падением основных рудных зон. К этому же комплексу относятся дайки андезибазальтов северо-западной ориентировки. Араратский комплекс представляют породы  Араратского массива, имеющего трехфазное строение. Ранняя фаза представлена габбро-монцонитами и монцодиоритами. Монцогранодиориты слагают вторую фазу. И заключительную фазу представляют дайки гранит-порфиров и аплитов. По петрохимическому составу породы комплекса относятся к высокоглиноземистой, железистой и калиево-натровой серии, и подвержены изменениям, часть из которых можно отнести к гидротермальным с образованием прожилков и мелких зон, выполненных кварцево-слюдистыми, кварцево-полевошпатово-слюдистыми с сульфидами и карбонатом агрегатами. В большинстве схем магматизма (“Геология, минералогия, геохимия Кавалеровского района”, 1980; Поповиченко, 1989; Гоневчук, 2000) породы Араратского массива включаются в состав Березовского-Араратского комплекса, вместе с габбро-диоритами, сиенитами, монцонитами и гранит-порфирами Березовского интрузива. Новогорский комплекс представляют близповерхностные трещинные интрузии гранодиоритов, гранодиорит порфиров, кварцевых диоритовых порфиритов и дайки дацитов предположительно туронского возраста. Дайки богопольского комплекса – риолиты, реже, дациты. Пострудные дайки базальтов и андезито-базальтов суворовского комплекса немногочисленны и установлены в южной части, а также на флангах.

В минеральном составе руд месторождения  Искра преобладают кварц, хлорит, касситерит и халькопирит, значительно  меньше распространены пирит, арсенопирит, гидроксиды железа. На отдельных интервалах рудных зон количество сульфидов (в  основном халькопирита) резко возрастает и руды приобретают касситерит-сульфидный состав. В боковых частях, а также на флангах рудных тел, кроме широко распространенного пирита, обнаружен сфалерит.

Заключение

В результате проделанной работы были получены следующие результаты: 1) большинство фиуративных точек расположилось в поле II (см.рис.2), соответствующем базитам по соотношению SiO₂ и А_с; 2) значения величины А_с (относительная кислотность породы) не превышающие единицу характеризуют недосыщенные SiO₂ породы; 3) на диаграмме   потенциальной рудоносности гранитоидов “А – F – К” (см.рис.2) составы пород находятся в поле наименее щелочных гранитоидов оловорудных провинций Якутии, Дальнего Востока, вдоль главного тренда известково-щелочных лейкогранитов , что подтверждает данные об оловорудной минерализации пород исследуемого массива

Анализируя проведенные исследования можно сделать некоторые выводы относительно генезиса и особенностей минерализации месторождения:

1) Особенности петрохимического  состава магматических пород  Араратского массива показывают, что они могли формироваться в результате взаимодействия базитовой (первичной) и риолитовой (коровой) магм и их последующей дифференциации. На это указывают следующие факты:

а) № 32, 36, 62/1, 39 пересыщены Al; № 65, 20, 24, 61, 18 относятся к нормальному ряду (см. метод А.Н.Заварицкого; прил. 1, граф. 1).

б) большинство фигуративных точек  расположились вдоль главного известково-щелочного  тренда; принадлежат к известково-щелочным, субщелочным и щелочно-базальтовым полям щелочности, а также к различным группам серий (от среднекалиевых до высококалиевых; см. метод Л.С.Бородина; прил. 1, граф. 1, 2).

в) породы исследуемого массива принадлежат  к I-типу со средним и низким содержанием глинозема, исключение представляют № 36 и 32 (поздние граниты), которые по использованным признакам относятся к S-типу (высокоглиноземистые; см. прил. 1, граф. 5; метод J.Maeda).

г) фигуративные точки располагаются  в полях высокой и умеренной  глиноземистости (см. прил. 1, граф. 6; Шкодзинский  и др.).

4). По результатам изучения руд северного фланга, можно предположить, что процесс рудообразования проявился не полностью: выявлено 8 рудных минералов из 34 известных на месторождении (Кокорин и др., 2000).

5). В целом авторские  результаты, весьма ограниченные, показывают, что для решения вопросов генезиса месторождения “Искра” необходимы более детальные исследования.

Литература

1.Беляева В.Р., Стерхов К.Г. Интрузивные  породы Араратского массива и  их рудоносность //

Минералого-геохимические индикаторы рудоносности и петрогенезиса. Владивосток: ДВО РАН, 1996. С. 59-66.

2. Ритман А. Устойчивые минеральные  ассоциации изверженных пород.  М. : Изд-во Мир, 1975. 230 с. 

3. Ефремова С.В. Петрохимические  методы исследования горных пород.  М.: Недра, 1985. 506 с.

4. Зиньков А.В. Петрография и петрология магматических и метаморфических пород .Владивосток: Изд-во ДВГТУ, 1990. 24 с.

5. Четвериков С.Д. Руководство к  петрохимическим пересчетам. М.: Госгеолтехиздат, 1956. 156 с.

6. Ханчук А.И., Раткин В.В., Рязанцева  М.Д. и др. Геология и полезные ископаемые Приморского края: Очерк.. Владивосток: Дальнаука, 1995. 68 с.

7. Сахно В.Г., Матюнин А.П., Чащин  А.А. Магматизм Широкопадинской  рудно-магматической системы // Тихоокеанская  геология. 1994. № 4. С. 74-91.